Содержание к диссертации
Введение
1. Состояние изученности вопроса, постановка проблемы, фактический материал и методика исследований 11
1.1. Общие представления о содовых водах 11
1.2. Существующие представления о содообразовании 12
1.3. Содовые воды как этап взаимодействия в системе вода–порода 16
1.4. Постановка проблемы и обоснование выбора объекта 19
1.5. Фактический материал и методы исследований 21
2. Природные условия развития содовых вод в регионе 27
2.1. Физико-географические условия региона 27
2.2. Полезные ископаемые 32
2.3. Гидрогеологические условия и геохимическая зональность подземных вод.. 37
2.3.1. Северная часть Алтае-Саянской гидрогеологической складчатой области (АССО) 39
2.3.2. Юго-восточная часть Западно-Сибирского артезианского бассейна (ЗСАБ) 51
2.3.3. Краткая обобщающая характеристика 58
2.4. Распространённость и условия залегания содовых вод на юго-востоке Западной Сибири 59
2.4.1. Содовые воды северной части АССО 61
Кузнецкий адартезианский бассейн 61
Колывань-Томская складчатая зона и Салаирский кряж 65
2.4.2. Содовые воды юго-восточной части ЗСАБ (платформенная область) 65
Чулымо-Енисейский бассейн 66
Среднеобской бассейн 68
3. Геохимические разновидности содовых вод в регионе 70
3.1. Содовые воды юго-восточной части ЗСАБ (платформенная область) 70
3.1.1. Геохимические особенности содовых вод Чулымо-Енисейского бассейна 70
3.1.2. Геохимические особенности содовых вод Среднеобского бассейна 81
3.2. Содовые воды северной части АССО 84
3.2.1. Геохимические особенности содовых вод Кузнецкого бассейна 84
3.2.2. Геохимические особенности содовых вод Салаира и Колывань-Томской зоны 100
3.3. Обобщающая характеристика содовых вод отдельных объектов региона 102
3.4. Основные типы содовых вод 106
4. Особенности изотопного состава содовых вод и водорастворенного углерода 110
4.1. Изотопный состав содовых вод (D, 18О) 110
4.2. Изотопный состав водорастворенного углерода содовых вод 118
5. Равновесия содовых вод с минералами вмещающих пород 133
5.1. Результаты расчетов равновесий содовых вод с алюмосиликатными и карбонатными минералами 133
5.2. Обзор по составу водовмещающих пород и особенностям проявлений карбонатных образований в регионе 139
5.3. Основные контролирующие параметры формирования вторичных минералов 144
5.4. Понятие содового геохимического типа вод и контролирующие параметры его формирования 150
6. Механизмы и основные модели формирования содовых вод 154
6.1. Механизмы формирования содовых вод в регионе 154
6.2. Модель формирования типичных содовых вод (I и II типы) 159
6.3. Модели формирования уникальных содовых вод (III–V типы) 160
6.4. Условия формирования разных типов содовых вод 166
Заключение 170
Список литературы 172
Список иллюстративного материала 198
Приложение 1. Химический состав содовых подземных вод юго-востока Западной Сибири 203
- Существующие представления о содообразовании
- Юго-восточная часть Западно-Сибирского артезианского бассейна (ЗСАБ)
- Изотопный состав содовых вод (D, 18О)
- Модели формирования уникальных содовых вод (III–V типы)
Введение к работе
Актуальность. Содовые подземные воды являются достаточно уникальными образованиями. В природе они широко распространены, но отличаются разнообразием химического (при общем преобладании HCO3- и Na+), газового, органического и изотопного состава. При этом генезису и условиям формирования содовых вод посвящено много исследований (Е.В. Посохов, Н.И. Базилевич, Ю.П. Никольская, В.А. Ковда, И.Н. Антипов-Каратаев, из последних R. Blake, G. Matthess, K. Kimura, C.A.J. Appelo, D. Postma, F. May, В.А. Казанцев, J. Jankowski, B. McLean, А.И. Гавришин, С.Л. Шварцев, В.Г. Попов, Р.Ф. Абдрахманов и мн. др.), но до сих пор нет единой точки зрения. В некотором смысле содовые воды служат зеркалом противоречий в современной гидрогеохимии (Шварцев, 2004). Существуют две основные конкурирующие гипотезы: 1) ионно-обменных процессов или катионного обмена, согласно которой сода образуется путем вытеснения из коллоидного комплекса поглощенного Na растворенным в воде Са по реакции К.К. Гедрой-ца, и 2) геологическая, согласно которой сода образуется за счет выветривания массивно-кристаллических пород. Обе гипотезы сталкиваются с определенными трудностями. В частности, рассматриваемые нами содовые воды юго-востока Западной Сибири распространены в основном в осадочных песчано-глинистых неморских отложениях, а значит, формирование их состава не укладывается в объяснениях обеих основных концепций. Между тем проблема содовых вод может быть решена в рамках общей теории взаимодействия воды с горными породами, которая в настоящее время активно разрабатывается учеными всего мира (Р.М. Гаррелс, Г. Хельгесон, И. Тарди, Т. Пачес, Д. Дривер, Д.К. Нордстром и мн. др.), и могла бы снять все противоречия. С общегеохимических позиций она достаточно детально разработана С.Л. Шварцевым (1978, 2007), который рассматривает содообразование как определенный этап взаимодействия воды с горными породами, наступающий с момента насыщения вод кальцитом. Кроме того, изучение условий формирования содовых вод может быть ключом к пониманию формирования разного состава вод, поскольку они занимают промежуточное положение между верхними пресными HCO3-Ca и нижними солеными Cl-Na водами (Пиннекер, 1977), а значит, определяют механизм и направленность такого процесса.
Объектом исследований являются содовые подземные воды юго-востока Западной Сибири. Здесь в пределах мощных осадочных пород представлено их большое разнообразие, а в формировании состава принимает участие более полная система вода - порода - газ (метан, углекислый газ) - органическое вещество (уголь, болотная органика).
Цель работы. Выявить условия и механизмы формирования содовых вод применительно к юго-востоку Западной Сибири в рамках общей теории взаимодействия воды с алюмосиликатными породами.
Основные задачи:
-
Выявить закономерности распространения и гидрогеологической зональности содовых вод в регионе;
-
Изучить геохимические особенности содовых вод, включая химический (макро- и микрокомпонентный), газовый, органический и изотопный состав, с выделением разных типов и их характерных признаков;
-
Оценить равновесие содовых вод относительно ведущих минералов вмещающих пород с выявлением контролирующих параметров формирования вторичных минералов и состава вод;
-
Разработать модель формирования содовых вод разных типов и определить ведущие механизмы их формирования.
Фактический материал и личный вклад автора. В основу диссертационной работы положены материалы полевых исследований сотрудников ТФ ИНГГ СО РАН и ТПУ, в том числе при личном участии автора с 2000 по 2015 гг при выполнении госбюджетных и хоздоговорных работ. Всего было исследовано в регионе 460 проб содовых вод из 157 скважин и 118 родников. Основные данные были получены при совместных работах ТФ ИНГГ СО РАН с ООО «Газпром добыча Кузнецк» по гидрогеологии, гидрогеохимии и экологии Кузбасса (х/д № 01-177, № 97, 211-06-1, 66-07-1, 345-08-1, 412-01, 403-13, 415-01). Также в работе обработан материал предыдущих лет большого коллектива исследователей, полученных в ходе тематических работ при участии сотрудников кафедры ГИГЭ ТПУ и ТФ ИНГГ СО РАН. Разработка фундаментальной научной проблемы осуществлялась при финансовой поддержке РФФИ (15 грантов) и РНФ (грант №17-17-01158).
Научная новизна. 1) показано, что содовые воды в регионе имеют весьма разнообразный состав, в том числе выявлены совершенно уникальные с высокой (~ 25 г/л) и низкой (~0,2 г/л) соленостью; 2) впервые детально изучен изотопный состав водорастворен-ного углерода содовых вод, в результате чего установлено, что воды угольных отложений имеют необычные положительные значения 13С (НСО3 и СО2) до +31; 3) рассчитан характер равновесия содовых вод с широким набором первичных и вторичных минералов, который показал, что все они, независимо от минерализации и рН, равновесны с кальцитом и глинами, но неравновесны с первичными Ca-Mg-Fe-алюмосиликатами; 4) впервые для региона разработана модель формирования содовых вод, кратко заключающаяся в следующем: в результате равновесно-неравновесного характера системы вода – алюмосиликатная порода происходит перераспределение химических элементов и большая часть Ca, Mg, Fe уходит из вод вместе с карбонатами и глинами, а Na продолжает концентрироваться; 5) показано, что многообразие состава содовых вод связано с разным временем взаимодействия в системе и с особенностями среды (наличием или отсутствием дополнительного источника СО2 и органики), это нашло подтверждение данными
изучения изотопов 18О и 13С; 6) впервые объяснена природа масштабного фракционирования изотопов углерода: при длительной эволюции системы вода-порода–уголь-метан происходит преимущественное концентрирование 13С в водной фазе (СО2, затем НСО3-), а затем во вторичных карбонатах (СО32-), а 12С – в метане.
Практическая значимость. Результаты исследований использовались при написании 7 отчетов по х/д работам с ООО «Газпром добыча Кузнецк», начатые в связи с первой в России крупномасштабной добычей угольного метана. Данные по изотопам, например, позволили оценить источник СО2, иногда появляющегося в метановом газе. Поскольку содовые воды активно используются для питьевых и бальнеологических целей, некоторые полученные выводы могут быть использованы различными организациями, занимающимися поиском и эксплуатацией минеральных вод, а также решением экологических и хозяйственно-питьевых проблем. Автор применяет материалы исследований в учебном процессе ТПУ при ведении курсов «Гидрогеохимия зоны гипергенеза» и «Синергетика водно-геологических проблем».
Методы и подходы решения поставленных задач определяются ранее сформулированным С.Л. Шварцевым новым положением о равновесно-неравновесном состоянии и наличии геологической эволюции системы вода-порода. Вода всегда не равновесна относительно эндогенных минералов, которая поэтому их и растворяет, что и обеспечивает непрерывную эволюцию состава вод, но равновесна к определенному набору вторичных минералов. Состав подземных вод определяется разностью между растворяемыми горными породами и образующимися вторичными минералами, при участии органического вещества и газов. Поэтому при исследовании процессов содообразования будет использован комплексный подход, базирующийся на изучении гидрогеологических условий; химического (включая микрокомпонентного), газового и органического состава вод; анализе изотопов воды и водорастворенного углерода; применении термодинамических расчетов при анализе физико-химических равновесий содовых вод с ведущими минералами горных пород с приведением данных натурных наблюдений; выявлением контролирующих параметров формирования вторичных минералов и состава вод; поиску механизмов, определяющих начало процесса содообразования; изучению параметров среды и времени взаимодействия системы вода–порода.
Основной объем химико-аналитических работ был выполнен в аккредитованной Проблемной научно-исследовательской лаборатории гидрогеохимии ТПУ методами тит-риметрии, потенциометрии, ионной хроматографии, фотоколориметрии, высокотемпературного каталитического окисления, масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой. Изотопный анализ воды и водорастворенного углерода проводился в ТФ АО «СНИИГГиМС» (г.Томск), в ИГМ СО РАН (г.Новосибирск) и в Национальном центре научных исследований г.Тулузы (Франция). Расчет степени насыщенности подземных
вод минералами осуществлялся методами равновесной термодинамики (Гаррелс, Крайст, 1968) с использованием программного комплекса HydroGeo, разработанного М.Б. Бука-ты и сертифицированного в Росатомнадзоре (Букаты, 2002).
Достоверность полученных результатов основывается: 1) на новейших теоретических положениях; 2) значительным объемом полученных данных обширного региона и их соответствии с результатами, полученными другими авторами в данной области исследований; 3) использованием современного высокоточного оборудования в сертифицированных лабораториях для анализа воды и газа; 4) апробацией основных научных положений на различных конференциях и публикацией в рецензируемых журналах; 5) выполнением заданий грантов РФФИ и РНФ.
Апробация результатов. Отдельные разделы работы были доложены и обсуждены на конференциях различного уровня: Международном симпозиуме «Взаимодействие вода-порода» в 2013 г (г.Авиньон, Франция) и в 2016 г (г.Эвора, Португалия); Международной мультидисциплинарной научной конференции по геологии в 2015, 2017 гг (г.Альбена, Болгария); Всероссийской конференции с участием иностранных ученых «Геологическая эволюция взаимодействия воды с горными породами» в 2012 (г.Томск) и в 2015 (г.Владивосток) гг; Всероссийском совещании по подземным водам востока России в 2006, 2012 (г.Иркутск) и 2015 (г.Якутск) гг; Всероссийских конференциях, посвященные 75-, 80- и 85-летию кафедры гидрогеологии и инженерной геологии ТПУ в 2005, 2010 и 2015 гг (г.Томск) и на многих более ранних молодежных конференциях.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 87 работ, в том числе одна монография (в соавторстве) и 28 статей в рецензируемых российских и зарубежных изданиях из перечня ВАК.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав, заключения и списка литературы, насчитывающего 302 наименования отечественных и зарубежных изданий. Материал диссертации изложен на 217 страницах, иллюстрирован 66 рисунками, содержит 37 таблиц и 1 Приложение. В первой главе «Состояние изученности вопроса, постановка проблемы, фактический материал и методика исследований» приведены общие представления о содовых водах, обзор современных представлений о содообразо-вании, в т.ч. детально с позиции общей теории взаимодействия воды с горными породами, постановка проблемы и обоснование выбора объекта, фактический материал и методы исследований. Во второй главе «Природные условия развития содовых вод в регионе» рассмотрены физико-географические, гидрогеологические условия и геохимическая зональность подземных вод. На основе изученных данных выявлены распространённость и условия залегания содовых вод. В третьей главе «Геохимические разновидности содовых вод в регионе» изучены химический, микрокомпонентный, газовый и органический составы содовых вод разных объектов. На основе этих данных выделены 5 различных
Существующие представления о содообразовании
Несмотря на широкое развитие содовых вод, до сих пор нет единой точки зрения об их генезисе и условиях формирования (из последних работ: Blake, 1989, Matthess et al, 1992, Kimura, 1992, Appelo, Postma, 1994, May, 1998, Казанцев, 1998, Jankowski, McLean, 2001, Гавришин, 2005, Шварцев, Ван, 2006, Шварцев и др., 2007, Крайнов и др., 2001, 2012, Попов, Абдрахманов, 2013, Christian et al., 2016, Домрочева, 2005, Нгуен Тат Тханг, 2016). В некотором смысле содовые воды служат зеркалом противоречий в современной гидрогеохимии в этом вопросе (Шварцев, 2004в). Существуют две основные конкурирующие гипотезы: 1) ионно-обменных процессов или катионного обмена и 2) геологическая. Ниже рассмотрим их более детально.
В течение долгого времени механизм формирования содовых вод объясняли процессами катионного обмена (или ионно-обменных процессов), которые впервые были предложены почвоведами для объяснения образования соды в солонцах и солончаках, широко развитых в почвах степных ландшафтов (К.К. Гедройц, У.П. Келли, И.Н. Антипов-Каратаев, В.А. Ковда, К.Я. Кожевников и др.). Позже эту идею подхватили некоторые гидрогеологи (В.А. Сулин, А.Н. Бунеев, Г.Н. Каменский, Е.В. Пиннекер, Дж.Дж. Дривер, А.Б. Ронов, Е.М. Сергеев, Н.М. Страхов, В.Н. Холодов и др.). В настоящее время ее активно развивают В.Г. Попов и Р.Ф. Абдрахманов (Попов и др., 1992, Попов, Абдрахманов, 2013), а также некоторые другие исследователи (Blake, 1989, Kimura, 1992, Matthess et al., 1992, Appelo, Postma, 1994, Гавришин, 2005, Судариков, Нгуен Тат Тханг, 2015). Согласно этой гипотезе сода образуется путем вытеснения из колоидного комплекса [ПК] поглощенного Na растворенным в воде Са (реакция К.К. Гедройца):
2Na+пк + Са2+р-р = Са2+пк + 2Na+р-р. (1.1)
Однако эта гипотеза не в состоянии объяснить отсутствие связи между распространением содовых вод и коллоидного или поглощенного комплекса, обогащенного только Na. Известны многочисленные факты формирования содовых вод вне какой-либо связи с породами, обладающими натриевым ионно-солевым комплексом. В том числе данные приведенные в этой диссертации.
Принято считать, что содовые воды формируются, когда инфильтрационные воды проникают в молодые морские отложения, насыщенные Na, поскольку такие воды содержат Ca, а не Na, то и происходит ионный обмен (Овчинников, 1955). Но имеются многочисленные факты о содовых водах, которые не имеют никаких связей с морскими отложениями. Кроме того, содовые воды зональны, а развитие морских отложений никак не связано с широтной зональностью.
Неспособность гипотезы катионного обмена объяснить многие детали формирования содовых вод вызывает ее критику и стимулирует поиск новых подходов к решению проблемы содовых вод. Среди них давно известна так называемая геологическая гипотеза, согласно которой сода образуется в процессе выветривания массивно-кристаллических и осадочных пород (Ф.Ф. Кларк, М.И. Кучин, И.П. Герасимов, Е.Н. Иванова, Ю.Р. Никольская, Е.В. Посохов, К.Ф. Филатов и др.), хотя она не может объяснить, почему происходит избирательное концентрирование Na в растворе, тогда как при выветривании алюмосиликатов в воду переходят все катионы, включая Na, K, Ca и Mg. Выход из этой ситуации исследователи пытаются найти двумя путями: 1) выявлением связи содовых вод с типом выветривающихся горных пород: особенно категоричен в этом плане Е.В. Посохов (Посохов, 1969), который считает, что благоприятная обстановка для формирования содовых вод создается только в массивах щелочных гранитов, богатых натриевыми полевыми шпатами и в «песчаниках, песках, конгломератах, представляющих собой продукт разрушения изверженных пород соответствующего минерального состава» (с. 10) и 2) выявлением связей содообразования с определенным климатом, который, якобы, контролирует температурную дифференциацию солей, меняет подвижность элементов, сорбционную емкость продуктов выветривания, интенсивность биологического круговорота элементов и т.д. Так, обобщая данные по почвам содового засоления юга Западной Сибири, Н.И. Базилевич (Базилевич, 1965) заключает, что «необходимое для возникновения содовых аккумуляций отчленение в растворах гидрокарбонатов Na от солей Ca и Mg обеспечивается явлениями сорбции в связи с бльшей энергией поглощения Ca и Mg, нежели Na» (с. 36).
Оба эти подхода весьма уязвимы и не подтверждаются конкретными данными (Шварцев и др., 2007). Связь содовых вод с породами (минералами) с высоким содержанием Na возможна только в исключительных случаях. Все воды в пределах горных массивов с широким развитием гранитов не являются содовыми, если конечно не считать содовыми обычные HCO3 – Na воды с общей минерализацией 0,1-0,3 г/л и рН 6,0-6,5, которые развиты в Кот дИвуаре, Франции, Сенегале, США, Бразилии, практически во всех горных районах (Алтай, Альпы, Забайкалье, Аппалачи, Саяны, Тянь-Шань, Сьерра-Невада и т.д.) (Шварцев, 1998). Содовые воды, как показано выше, образуют целые провинции в степных и лесостепных ландшафтах, которые никак не связаны с кислыми магматическими или метаморфическими породами.
Имеются и другие гипотезы формирования содовых вод, более экзотические.
Например, биогенная гипотеза, согласно которой сода образуется либо при минерализации растительных остатков (В.Р. Вильямс, Б.Л. Исаченко, В.М. Боровский, Д.И. Сорокин, S. Grant, и др.), либо в процессе восстановления сульфатов микроорганизмами с образованием H2S (Б.Л. Антипов-Каратаев, Б.Л. Исаченко В.В. Эпштейн, А.Н. Бунеев, И. Цаболис, и др.). Однако в верхней гидродинамической зоне условия для восстановления сульфатов неблагоприятны и возможны только на локальных участках. А данные по зольному составу растений (Родин, Базилевич, 1965) показали, что они только в отдельных, весьма редких случаях содержат некоторые количества Na, не компенсированного хлором, серой или фосфором. Но считать даже такие растения источником соды, значит путать причину и следствие, так как эти растения (камфороема, бассия, полынь натронная и др.) могли появиться только там; где воды и почвы содержат соду. Следовательно, не растения являются причиной содообразования, а их состав - следствие той геохимической среды, которая сформировалась под действием определенного водообмена и в данном случае соды (Шварцев и др., 1982).
Среди физико-химических гипотез формирования содовых вод более распространены: 1) взаимодействия нейтральных солей (реакция Гильгарда) и 2) избирательного поглощения некоторых ионов из растворов. Первая реакция: Na2SО4(NaCl) + Ca(HCО3)2 2NaHCО3 + CaSО4(CaCl2) (1.2) неоднократно проверялась экспериментально, в частности Ю.П. Никольской и И.А. Мошкиной (Никольская, 1961), и была признана маловероятной при стандартных условиях.
Гипотеза образования соды путем избирательного поглощения ионов Са2+ и SO4-природными коллоидами (П. Меликов, С.А. Дуров, Н.И. Перов и др.) также не может быть признана, поскольку ни в одной из климатических зон или артезианских бассейнов мы не встречаем сколько-нибудь заметного развития минеральных или органических коллоидов, которые бы были обогащены ионом SO42- за счет сорбционных процессов. К тому же, как справедливо отмечает Е.В. Посохов, коллоиды, способные адсорбировать анионы, пользуются ограниченным распространением и быстро подвергаются явлениям десорбции.
Количество гипотез о природе содовых вод непрерывно растет. Многие из них совершенно неправдоподобны. Так, например, развивается гипотеза о влиянии восходящей миграции глубинных нефтяных вод или углеводородов, поднимающихся по зонам тектонических нарушений (Б.М. Ропот). Недавно В.А. Казанцев (1998) предложил новую гипотезу о том, что содовые воды – это результат селективного (избирательного) выноса ионов с испаряющейся влагой. Им, совместно с Л.Н. Горевым, подана даже заявка на научное открытие «Содообразование в природных водах с химически неактивной вмещающей средой» (эффект Горева-Казанцева). Удивительно, но авторы «открытия» даже не пытаются объяснить, почему испарение имеет место всюду, а содовые воды занимают строгое положение в горизонтальной зональности природных вод.
Юго-восточная часть Западно-Сибирского артезианского бассейна (ЗСАБ)
В 1952 году М.С. Гуревич впервые назвал Западно-Сибирскую низменность артезианским бассейном, этот термин и закрепился у гидрогеологов и широко используется. В.А. Кирюхин и Н.И. Толстихин (1987) в своей монографии используют термин – Западно-Сибирская артезианская область. В 1984 г. В.М. Матусевич совместно с О.В. Бакуевым (Матусевич, 1986) отказался об идеи артезианского бассейна и, в последствие, ввел термин Западно-Сибирский гидрогеологический мегабассейн (Матусевич, Ковяткина, 2010). Не вдаваясь в детали региональных подразделений и терминологий и не затрагивая глубокие нефтегазоносные водоносные горизонты, остановимся на Западно-Сибирском артезианском бассейне (ЗСАБ), тем более, что будем рассматривать только небольшую территорию на юго-востоке: Чулымо-Енисейский и, частично, Среднеобской бассейны (Гидрогеология СССР, т.ХVI, 1970, Кирюхин, Толстихин, 1987) или гидрогеологические районы 2 порядка (Гидрогеология СССР, т.ХVIII, 1972) или юго-восточная краевая гидрогеологическая зона (Матусевич, 1976).
ЗСАБ или Западно-Сибирский мегабассейн является одной из крупнейших нефтегазоносных провинций мира. С середины 70-ых годов XX века он становится главной базой нефтегазодобычи в нашей стране. Поэтому территория активно разбуривается и изучается.
В вертикальном разрезе ЗСАБ выделяются складчатый фундамент (или палеозойский гидрогеологический бассейн по (Матусевич и др., 2005)), сложенный породами доюрского (триас-палеозойского) возраста, и осадочный чехол (мезозойский и кайнозойский бассейны), заполненный пологозалегающими отложениями мезозоя и кайнозоя, лежащий на этом фундаменте. Практически вся выявленная в настоящее время нефтегазоносность связана с отложениями мезозойского возраста. При этом в строении мезозойско-кайнозойского чехла выделяются два гидрогеологических этажа, разделенные мощным региональным водоупором нижнеолигоцен-туронского возраста мощностью до 400–800 м.
Однако в исследуемой краевой юго-восточной части бассейна региональный водоупор выклинивается и отложения чехла представляют собой единую водоносную толщу (Гидрогеология СССР, т. XVI, 1972, Состояние геологической среды…, 2016). Здесь характерны черты классического артезианского бассейна. Преобладают процессы инфильтрационного водообмена. Начальные пластовые давления близки к условным гидростатическим, поверхности равных напоров подземных вод закономерно понижаются от области питания к области разгрузки (в северо-западном направлении). Общая минерализация закономерно увеличивается с глубиной (хотя и остается невысокой по сравнению с центральными частями мегабассейна), т.е. наблюдается нормальная вертикальная гидрогеохимическая зональность (Матусевич, Ковяткина, 2010). Чулымо-Енисейский бассейн является не перспективным на нефть и газ, поэтому геолого-разведочными работами абсолютно не изучен (Конторович, 2002), и также имеется мало информации по гидрогеологии района. Рассмотрим общие черты гидрогеологического строения ЗСАБ с акцентом на его юго-восточную часть.
Каждый гидрогеологический этаж подразделяется на водоносные комплексы. Всего, опираясь на имеющиеся данные (Гидрогеология СССР, т.XVI, 1970, т.XVIII, 1972, Матусевич, 1976, Розин, 1977, Кирюхин, Толстихин, 1987, Назаров, 2004, Матусевич, Ковяткина, 2010), можно выделить семь водоносных комплексов (сверху вниз):
1. олигоцен-четвертичных отложений;
2. турон-олигоценовых отложений;
3. апт-альб-сеноманских отложений;
4. валанжин-готерив-барремских (неокомских) отложений;
5. верхнеюрских отложений;
6. нижне-среднеюрских отложений;
7. триас-палеозойских (нерасчлененных) отложений.
Все комплексы сложены преимущественно проницаемыми песчано алевролитовыми породами, которые разделяются аргиллито-глинистыми водоупорами.
Основными продуктивными нефтегазоносными комплексами являются: апт сеноманский, готерив-аптский, валанжин-готеривский и юрский.
Верхний гидрогеологический этаж (первые два водоносные комплексы) характеризуется в целом свободным водообменом. Питание подземных вод верхнего этажа осуществляется, в основном, за счет инфильтрации атмосферных осадков на приподнятых участках междуречных пространств, особенно на правобережье р. Оби, отличающимся, преимущественно, песчаным разрезом, отсутствием выдержанных в пространстве водоупоров, приподнятостью территории. Воды пресные, используются для питьевого водоснабжения.
Подземные воды нижнего этажа (с 3го по 7ой водоносные комплексы) находятся в обстановке затрудненного и весьма затрудненного водообмена, отличаются высокой минерализацией. Воды нижнего этажа, преимущественно, термальные, минеральные и технические для поддержания пластового давления (Состояние …, 2016). Однако в исследуемой юго-восточной части бассейна минерализация вод намного ниже и нижняя граница зона активного водообмена спускается максимально до 1,5 км (до 4–6го водоносного комплекса) (рис. 2.12).
Водоносный комплекс палеозойских отложений (Pz) фундамента изучен слабо, поэтому в настоящее время более дробное расчленение его разреза не производится, условно палеозойские отложения объединяются с триасовыми в единой гидрогеологический комплекс. Он практически лишен гранулярных коллекторов и представлен их трещинно-жильными и трещинно-карстовыми разностями.
Водоносность пород на большей части фундамента невелика – удельные дебиты скважин обычно не превышают 0,001 л/с, возрастая вблизи Алтае-Саянской складчатой области. Воды хлоридные натриевые, минерализация меняется от 6 г/л (Чулымская скважина) до 70 г/л и более (Колпашевская скважина) (рис. 2.12).
Водоносный комплекс нижне-среднеюрских отложений (J1-2) в краевой юго-восточной части бассейна представлен континентальными песчано-алевролитовыми, иногда угленосными (Ачинский угольный бассейн), отложениями мощностью 0,4–0,7 км. В нижней части разреза верхнеюрских отложений Среднеобского бассейна залегают плотные аргиллиты, в Чулымо-Енисейском бассейне они отсутствуют.
Водоносность юрских отложений уменьшается с глубиной и от окраины к центру. Удельные дебиты скважин меняются от 0,002–0,29 л/с (Чулымо-Енисейский) до 0,0001 и ниже (центральные районы бассейна). Также изменяется минерализация вод. Пресные гидрокарбонатные кальциевые воды распространены в Чулымо-Енисейском бассейне до глубины 500 м, затем становятся гидрокарбонатными натриевыми, ниже 1,5–2 км – солеными хлоридными натриевыми (рис. 2.12). Хлоридные натриевые рассолы с минерализацией более 60 г/л распространены в отложениях, непосредственно залегающих на фундаменте в Среднеобском бассейне. Максимальные концентрации брома (150 мг/л) встречены на севере Чулымо-Енисейского бассейна (Максимкин Яр). Газонасыщенность вод увеличивается по мере погружения и изменяется от азотного до метанового.
Воды юрских отложений почти всюду имеют температуру более 50С, в центральных районах температура составляет более 100С (рис. 2.12).
Водоносный комплекс верхнеюрских отложений (J3) представлен, как уже говорилось, в нижней части плотными битуминозными аргиллитами морского происхождения. В ее верхней части аргиллиты переслаиваются с песчаниками и алевролитами. Общая мощность изменяется от нескольких десятков метров на окраинах до 600 м в центральной части. В Чулымо-Енисейском бассейне происходит опесчанивание разреза и выклинивание водоупорной толщи (рис. 2.12).
Изотопный состав содовых вод (D, 18О)
Общие представления об изотопном составе воды. Изотопный состав самого растворителя (Н2О) определяется отношением между стабильными изотопами водорода (протием Н и дейтерием 2Н, или D) и кислорода (16О и 18О). Сравнение изотопного состава изучаемых подземных вод с рассмотренными стандартами и образцами исходных генетических типов позволяет решать многие генетические вопросы. Можно различить первоисточники подземных вод - метеогенные, седиментогенные, магматогенные, а отчасти и метаморфогенные (рис. 4.1), и оценить долю каждого генетического типа в изучаемой смеси (Основы гидрогеологии…, 1982, Федоров, 1992, Поляков, Ферронский, 2009).
Исходным генетическим типом метеогенных вод являются атмосферные осадки и поверхностные воды суши, изотопный состав которых испытывает значительные колебания. Первопричиной этих вариаций является фракционирование изотопов во время испарения и конденсации воды. Усредненное уравнение, описывающее связь водорода и кислорода для метеорных и поверхностных вод Земного шара (Craig, 1961), выглядит следующим образом: D=818O+10 (4.2).
При нанесении на график получается линия, которая называется мировая линия метеорных вод (МЛМВ) Крейга или Global Metеoric Water Line (GMWL), наиболее используемая разными исследователями. При этом выявлена глобальная гидроизотопная широтная зональность, которая выражается в снижении содержаний D и 18O от экватора к высоким широтам и от океанического побережья вглубь материка, а также с увеличением высоты местности (Craig, 1961, Dansgaard, 1964).
Тем не менее, для каждой местности можно найти среднюю концентрацию D и 18O в водах атмосферного происхождения, которая может отличаться от GMWL. Например, для региона юга Западной Сибири взята локальная линия метеорных вод (ЛЛМВ или LMWL) из работы В.А. Полякова и других исследователей (Поляков и др., 2008) в районе Томского водозабора, которая описывается уравнением: D=7,818O+6 (4.3).
В подземных условиях, где испарения и конденсация подавлены, 2D и 18O изменяются главным образом при смешении вод различного исходного изотопного состава (Сойфер и др., 1967, Drost und and., 1972, Природные изотопы…, 1975), однако на значительных глубинах (температурах) влияет и изотопный обмен с водовмещающими породами и газами. Воды зоны активного водообмена по изотопному составу, как правило, не отличаются от метеорных вод региона. С глубиной, в глобальном плане примерно с 1,5 км (Федоров, 1992), значения D и 18O начинают возрастать от периферии к центральным, наиболее погруженным частям седиментационного бассейна. Глубже 3–4 км увеличивается только величина 18O, концентрации дейтерия практически не меняются.
Наиболее подвержены изменению изотопы кислорода, поскольку вмещающие породы обогащены кислородом. Изотопный обмен между водородом воды и водовмещающих пород пренебрежительно мал, так как содержание водорода в циркулирующей воде безгранично велико по сравнению с содержанием водорода в водовмещающих породах. Поэтому концентрации дейтерия мало меняются от области питания к области разгрузки, в сравнении с кислородом (Arnason, Sigurgeirsson, 1967, Craig, 1963, 1966).
Изотопно-тяжелые кислородсодержащие карбонатные и силикатные породы в итоге изотопных эффектов, в основном в условиях высоких температур, способны обогащать подземные воды 18О («положительный кислородный сдвиг») (Clayton, 1961, Craig, 1963, 1966, Hitchon, Friedman, 1969, Savin, Epstein, 1970а). Влияние углекислого газа при сопоставимых с водой объемах иногда приводит к заметному обеднению вод кислородом-18 в результате его перераспределения между водой и газом («отрицательный кислородный сдвиг») (Ferrara et al., 1965, Ферронский, Поляков, 1983, Шварцев и др., 2017). Однако известны случаи, когда углекислые минеральные воды характеризуются заметным «положительным кислородным сдвигом» (Ветштейн и др., 1972). Таким образом, величина «кислородного сдвига» подземных вод зависит от концентрации 18О в «первоначальных» водах, от концентрации 18О в водовмещающих породах, от степени изотопного равновесия между водовмещающими породами, водой и газами и от температуры.
Общее распределение изотопов водорода и кислорода метеорных вод и основные возможные направления изменения их изотопного состава показаны на рис. 4.2. При этом Федоров Ю.А. (1992, 1999) отмечает тесную взаимосвязь изотопной и гидрогеохимической зональностей подземных вод. Однако стоит заметить, что изотопнообменные реакции в подземных водах в целом не столь велики и не сравнимы по масштабу с фракционированием при фазовых переходах на поверхности Земли.
Исходным генетическим типом седиментогенных вод являются морские воды. Стандарт среднеокеанической воды (Standard Mean Ocean Water = SMOW) получен путем смешения проб, отобранных из Атлантического, Тихого и Индийского океанов. В целом, изотопный состав воды океанов остается постоянным и стабильно сохраняется на протяжении длительно времени. Поэтому SMOW (D = 0 и 18O = 0) может считаться исходным для седиментогенных вод морского происхождения и ореол рассеяния их значений D и 18O для «замкнутых» бассейнов будет располагаться около SMOW (рис. 4.2). Многие глубинные рассолы осадочных бассейнов имеют преимущественно седиментогенный генезис с примесью метеогенного. Например, для высокоминерализованных (20–114 г/л) подземных вод юрских и доюрских отложений юго-востока Западной Сибири характерно до 50% седиментогенных (морских) вод (Голышев, Иванов, 1983). Доля участия инфильтрогенных и седиментогенных вод при этом с глубиной меняется (рис. 4.3) в сторону увеличения последнего.
Изотопный состав первоисточников ювенильных (магматогенных) и метаморфогенных вод представлен также на рисунках 4.1 и 4.3. Их значения менее изучены и варьируют у разных исследователей, но в целом очень схожи со значениями седиментогенных (седиментационных) вод. Интерпретация их возможна совместно с геологическими и геохимическими данными.
Изотопный состав изучаемых вод. Изучение изотопного состава кислорода (18O) и водорода (D) содовых вод юго-востока Западной Сибири разных типов показало следующие результаты (табл. 4.1). Диапазон вариаций значений D колеблется от -150,3 до -101,8 , а значений 18О – от -19,9 до -11,8 . Все содовые воды региона являются инфильтрационными. Если нанести эти данные на график (рис. 4.3), то четко видно, что практически все фигуративные точки, кроме IV типа вод, расположены вдоль линии метеорных вод. При этом глобальная линия метеорных вод Крейга и локальная линия метеорных вод на данном участке графика практически совпадают. Наиболее легкие значения 18O и D характерны для I типа пресных содовых вод.
Модели формирования уникальных содовых вод (III–V типы)
Однако, как мы показали, есть и другие типы содовых вод, отличающиеся специфической геохимической средой (табл. 3.27). Одним из важнейших параметров среды выступает баланс щелочей и кислот в системе. Как известно, в процессе гидролиза алюмосиликатов всегда образуется щелочность (6.1) (Келлер, 1963, Шварцев и др., 2007), которая в той или иной мере нейтрализуется кислотами (минеральными или органическими). Особенно широко в природе распространена нейтрализация щелочности угольной кислотой по реакции (6.3), что хорошо подтверждается анализами на содержание иона HCO3-. Если масштабы образования щелочности превышают масштабы образования СО2 и органических кислот, среда становится все более щелочной (рН растет), а при обратном отношении – кислой. Эти процессы и доминируют в Чулымо-Енисейском бассейне.
III тип пресных высокощелочных содовых вод. В геологическом разрезе распространения данных вод песчаники резко преобладают над глинами и аргиллитами, что обеспечивает более длительное время взаимодействия воды с ними и соответственно переход на следующий более поздний этап эволюции системы вода эндогенные алюмосиликаты. При этом в этих отложениях очень мало органических веществ, а в водах Сорг 2 мг/л. Отсутствие кислорода не приводит к образованию СО2, а других его источников нет. Образующаяся в больших масштабах щелочность не нейтрализуется, что и приводит к высоким значениям рН среды от 9 и выше. В результате устанавливается равновесие с вторичными карбонатными и алюмосиликатными минералами (рис. 5.1 и 5.2) даже при низких концентрациях элементов в растворе (табл. 3.27). Кроме того, данные воды, благодаря высоким значениям рН, равновесны с Mg-хлоритом, альбитом (при содержании в водах Na 100 мг/л), мусковитом и микроклином (при К 0,1 мг/л) (табл. 5.2, рис. 5.2). То есть равновесие содовых вод с первичными Na-K алюмосиликатными минералами возможно, несмотря на небольшой барьер в виде глинистых минералов (рис. 6.2вг). Переходу подземных вод на этап равновесия их с альбитом и другими натриевыми и калиевыми алюмосиликатами способствует не только рост в растворе содержаний Na и K, но и в первую очередь рост значений рН. Однако минерализация вод остается очень низкой. Почему это происходит?
Хотя растворение минералов водой полностью не прекращается никогда, но в процессе эволюции системы вода – алюмосиликаты наступает такой момент, когда большая часть переходящих в раствор элементов связывается вновь образуемыми минералами: Са - кальцитом, монтмориллонитом, цеолитами и другими aлюмосиликатами, Mg - глаукофаном, тальком, хлоритом, цеолитами, Na - aльбитом, цеолитами, К - иллитом, мусковитом, микроклином и др., Fе - сидеритом и Fe -алюмосиликатами и т.д. Тем самым в системе устанавливается не только химическое, но и динамическое равновесие, обеспечивающее равенство поступающих в раствор и выпадающих из него элементов. Соответственно рост минерализации воды также прекращается, и воды остаются низкоминерализованными, но высокощелочными, как и в случае многих термальных вод (Шварцев и др., 2015). Следует оговориться, что такие случаи в осадочных бассейнах встречаются редко.
Все сказанное подтверждается не только низкой соленостью и высокой щелочностью вод, но и наличием в разрезе большого комплекса вторичных минералов. Так, кальцит развит, хотя и неравномерно, но повсеместно в количестве от 4 до 30%, гидрослюды и монтмориллониты до 10–15%, сидерит – до 3%, хлориты – до 2% и т.д. (Пояркова, 1961, Девятов и др., 2010, Вакуленко и др., 2010).
Высокоминерализованный IV тип содовых вод. Иная картина характерна для Кузбасса, где много угольных пластов, которые выступают источником СО2. В этом случае большая часть образующейся при гидролизе алюмосиликатов щелочности нейтрализуется угольной кислотой. Парциальное давление СО2 таких вод резко увеличивается (рис. 3.15б), растет содержание гидрокарбонат-иона, а рост рН останавливается (рис. 3.19, 3.20). Примерную реакцию такого процесса можно записать следующим образом: 2Сорг (уголь) + 2Н2О = СО2 + СН4 (6.7), далее СО2 переходит по реакции (6.3) в НСО3-, что приводит к резкому увеличению минерализации вод (рис. 3.19, 3.20). Непрерывное поступление в систему CO2 служит дополнительным геохимическим барьером на пути установления равновесия подземных вод с первичными алюмосиликатами (рис. 6.2) и тем самым обеспечивает рост растворенных элементов. Но, поскольку Ca, Mg, Fe связываются карбонатами (рис. 5.1) и их относительно мало в растворе (табл. 3.27), преимущество к концентрированию получают Na+HCO3, доля которых в воде составляет 80–98%. Т.е. относительно низкие значения рН обеспечивают высокую соленость вод (до 25 г/л), в отличие от III типа вод, несмотря на практически аналогичный набор равновесных вторичных минералов.
Разработанная схема формирования соленых содовых вод, как и других типов, получила дополнительное подтверждение данными изучения изотопов. Эти воды обогащаются тяжелыми изотопами 18О и 13С (CO2, HCO3- и CO32-) (рис. 4.12б) по механизму формирования содовых вод. Длительное взаимодействие содовых вод с алюмосиликатными горными породами приводит не только к повышенной минерализации и повышенному содержанию соды, но и к положительному «кислородному сдвигу», т.е. утяжелению 18О на 2–7 (рис. 4.3, табл. 4.1). Длительное взаимодействие содовых вод с углем приводит также к дополнительному увеличению соды, при этом значение 13С(CO2) и 13С(НСО3-) резко утяжеляются до аномально положительных значений от -3,2 до +22,3 и от +0,2 до +30,9 соответственно (табл. 4.3). В общем случае при содержании НСО3- более 2-3 г/л (а минерализации вод более 4–5 г/л), величины 13С (НСО3- и СО2) становятся положительными (рис. 4.8, 4.12а). В результате долгого взаимодействия в системе вода-уголь произошло масштабное фракционирование углерода – «легкий» в СН4 (13С от -67,3 до -43,3 ) и «тяжелый» в СО2 (рис. 4.11а, 6.3).
При этом чем полнее идет процесс разложения молекул органического вещества, тем большее количество 13С оказывается в СО2HCO3-CO32- по реакциям (6.3 и 6.4), и тем больше, соответственно соды в воде. Поэтому реакцию (6.7) с позиций фракционирования изотопов С можно переписать в следующем виде: 212+13Суголь + 2Н2О = 12СН4 + 13СО2 (6.8).
Отметим, что речь идет только о доминировании легкого или тяжелого изотопа в том или ином соединении. Легкий метан тем временем накапливается в порах углей и породах в форме угольного метана. Все компоненты рассмотренной системы имеются в наличие в отложениях региона: содовые воды, вторичные глины и карбонаты, метан, продукты гидролиза ОН-, HCO3-, CO32- и различные микропримеси (табл. 3.27).
Таким образом, высокоминерализованные содовые воды – это результат длительного взаимодействия инфильтрационных вод с алюмосиликатными породами (песчаниками, алевролитами, аргиллитами, сланцами и т.д.) и углем в условиях затрудненного водообмена и равновесно-неравновесного состояния системы вода – порода, в процессе которого протекает непрерывное и геологически длительное растворение первичных алюмосиликатных минералов исходных пород с образованием вторичных минералов (карбонатов, монтмориллонитов, иллитов, хлоритов, альбита, микроклина и др.) и накоплением в растворе Na+, HCO3- и СО32- (соды). Эти процессы сопровождаются и масштабным фракционированием изотопов углерода угля, при котором тяжелый изотоп С13 преимущественно концентрируется в водной фазе СО2 и НСО3-, затем в карбонатах, а легкий С12 - в метане. Важно также подчеркнуть, что такое масштабное фракционирование изотопов С – это результат не метаморфизации органического вещества при его преобразовании в уголь, а эволюция системы вода-порода-газ-уголь после проникновения в угольные отложения инфильтрационных вод и длительного их взаимодействия со всеми этими компонентами.
V углекислый тип содовых вод. Если имеется дополнительный внешний источник СО2, масштабы поступления которого значительно превышают масштабы образования щелочности, то процесс идет по другой схеме: на протяжении всего периода взаимодействия воды с алюмосиликатами вода остается слабокислой (рН 6,3– 6,7).